德吉白玛

（西藏自治区人工影响天气中心，西藏 拉萨 850000）

夏季出现在青藏高原及其相邻区域上空、对流层上部的大型高压系统,称之为“南亚高压”［1］。在北半球夏季，南亚高压在纬向上经常以长椭圆形存在，并且稳定而强大地位于亚洲大陆南部上空接近200hPa～100hPa 的区域，它是东亚夏季风系统的主要成员之一，从不同程度上影响我国夏季大范围旱涝分布以及亚洲天气变化［2-3］。

南亚高压和西太平洋副热带高压是夏季对流层高层与中低层最显著的高压系统，同属于北半球的副热带高压单体，二者从不同程度上影响夏季全球大气环流系统和天气气候的变化［4］。在北半球，副热带高压主要活跃在太平洋、印度洋、大西洋以及北非大陆上，其中出现在西太平洋上空的副热带高压被称为西太平洋副热带高压［1］。西太副高是影响我国天气和气候的一个重要天气系统，受到许多气象学家的重视，其位置和强度等的变化对我国降水产生了重要影响［5］。

大气环流的异常会引起降水的异常,而夏季大范围旱涝源于降水的异常，因此产生旱涝的直接原因是大气环流的异常。其中南亚高压作为天气气候变化的一个强信号,它与大范围旱涝之间的联系一直以来备受广大气象学者的关注和研究［6］。张琼等［6］通过讨论南亚高压强度与长江流域旱涝的关系,选取海温这一异常因子，并与南亚高压进行对比分析，得出了南亚高压强度指数与长江流域降水之间相关十分显著的结论。从而推论出由于中国特殊的地理环境、地形和海陆分布特征,将南亚高压作为一个异常强信号并加以关注,对中国短期气候尤其是灾害性气候的预测具有重要意义。魏维等［7］通过研究南亚高压位置与我国夏季降水的联系，界定的南亚高压指数能比较好地体现其位置的南北偏移，用该指数进一步探讨与我国华北地区降水和长江流域降水之间的联系，得出了无论在年际变化还是长久趋向上，此南北偏移指数与夏季降水之间的相关非常显著的结论。张玲等［8］通过研究南亚高压和西太平洋副热带高压的位置与中国盛夏降水的关联，发现当南亚高压与西太平洋副热带高压在东西方向上异常重合或者分散时，长江中下游流域会发生异常上升或者下沉运动，江南的广大地区会发生异常下沉或者上升运动。当南亚高压和西太平洋副热带高压在东西方向上异常重合时，在长江中下游流域，由于来自北印度洋及西太平洋的水汽会异常辐合,从而导致该区域降水偏多。王黎娟等［10］通过研究江淮流域降水和西太平洋副热带高压位置之间的关系，进一步验证了Zhou 等［11］研究指出的江淮流域夏季降水与大气水汽输送密切相关，其中西太副高位置决定了雨带的位置，因而西太副高的异常西伸影响了水汽输送，这一重要的结论。

从以上众多的研究发现，南亚高压和西太副高会从不同程度上影响我国夏季大范围的旱涝天气。本文主要从高低空100hPa、200hPa、500hPa和850hPa几个高度场，依次分析南亚高压和西太副高的变化，从而引出二者与旱涝之间的密切联系。

1 资料与方法

1.1 资料

（1）本文采用1979—2014 年NCEP/NCAR 再分析月平均高度场和风场资料，分辨率为2.5°×2.5°。

（2）本文还采用国家气候中心提供的1979—2014年的160台站月降水资料，选取6—8月代表夏季。

1.2 方法

本文采用面积平均的方法来定义南亚高压指数，采用合成分析的方法来研究分析南亚高压强弱指数年高度场、降水场和风场。

2 南亚高压指数

2.1 定义指数

赵振国［12］界定南亚高压的东西振荡指数时，以100hPa 月平均图上16800 位势米的特征线东端脊点来表示。陈桂英和廖荃荪［13］界定南亚高压的东伸指数时，以100hPa月平均图上16800位势米的等值线最东位置来表示。胡景高等［14］界定南亚高压的面积指数时，以夏季200hPa 等压面上，30°E 以东南亚高压区域内位势高度大于等于12520 位势米的总格点数来表示。

这两种方法都具有一定的合理性，故本文采纳这两种方法来中定义南亚高压指数，并对这两个指数进行对比分析。100hPa 上大于等于16800 位势米区域为南亚高压所在位置，具体范围是(25°N～36°N，41°E～97°E)；200hPa 上大于等于12520 位势米区域为南亚高压所在位置，具体范围是(27.5°N～32.5°N，50°E～100°E)。

本文分别对北半球夏季100hPa和200hPa高度场进行气候平均，挑出南亚高压所在区域，通过面积平均定义南亚高压指数。在100hPa 上定义的南亚高压指数称为指数1，在200hPa 上定义的南亚高压指数称为指数2。

2.2 方差场

在前面一节100hPa和200hPa上确定南亚高压的基础之上，为了使选定的位置更具合理性，通过计算两个高度场上的方差场，进一步验证。方差可以衡量一批数据的波动大小，判断相应的变量偏离中心的程度。从100hPa 方差图中可以看到，北半球方差有三个大值中心，分别位于地中海、西北太平洋、北美洲东部。南亚高压所在位置接近其中的一个大值中心（图1）。200hPa方差图中同样有几个方差大值中心，值更大，表明200hPa 高度场变化比100hPa 高度场变化更大。同样地，南亚高压所在位置在其中一个方差大值中心附近（图2）。因此，我们定义的是具有一定区域合理性的南亚高压指数。

图1 1979—2014年100hPa方差图（单位：位势米）

图2 1979—2014年200hPa方差图（单位：位势米）

2.3 南亚高压两个指数的比较

将南亚高压指数1 和指数2 进行标准化，画出其时间序列图（图3），可以从图中看出两个指数变化基本相近。

图3 实线为100hPa南亚高压指数1，虚线为200hPa南亚高压指数2

对标准化后的指数1 和指数2 这两个序列，利用相关系数的公式求得两个指数序列的相关系数为0.84。这表明两个指数是正相关，并且相关很显著。

2.4 挑选强弱指数年

根据前面的指数标准化结果，将大于1 的指数定义为强年，小于-1 的指数定义为弱年，从而进一步挑选出100hPa和200hPa的指数强弱年（表1和表2）。

表1 100hPa上南亚高压指数强弱年

表2 200hPa上南亚高压指数强弱年

3 南亚高压与我国夏季降水的关系

3.1 南亚高压指数1强弱年我国夏季降水合成

图4和图5是南亚高压指数1强年和弱年我国夏季降水合成图。从图中可以看出，在南亚高压偏强年，东北部分地区、山西地区、长江中下游、华南部分地区、云南地区、西南南地区北部至西藏地区东部，雨量偏多；鲁南、苏北、华南中东部地区雨量偏少（图4）。

图4 南亚高压指数1偏强年中国夏季降水合成（单位：mm）

在南亚高压偏弱年，华南部分地区雨量偏多；东北部分地区、山西地区、华北地区、长江中下游地区雨量偏少（图5）。

图5 南亚高压偏弱年中国夏季降水合成（单位：mm）

3.2 南亚高压指数2强弱年我国夏季降水合成

图6 和图7 是南亚高压指数2 强年和弱年我国夏季降水合成图。可以从图中看出，在南亚高压偏强年，东北部分地区、山西地区、长江中下游、云南部分地区、西南地区北部至西藏地区东部，雨量偏多；华北部分地区、鲁南、苏北、华南中东部、西南地区南部雨量偏少（图6）。在南亚高压偏弱年，华南部分地区雨量偏多，东北部分地区、山西地区、华北地区、长江中下游地区、华南西部地区雨量偏少（图7）。

图6 南亚高压指数2偏强年中国夏季降水合成（单位：mm）

图7 南亚高压指数2偏弱年中国夏季降水合成（单位：mm）

3.3 南亚高压指数与我国夏季降水的同期相关

根据南亚高压指数1和指数2强弱年我国夏季降水合成图（图4～图7），可以总结出中国东北部分地区、山西地区、长江中下游地区、华南地区的降水量分别在强年和弱年时正好相反，这表明了南亚高压指数对以上几个地区的降水有指示意义。为了进一步验证，对南亚高压两个指数分别与我国夏季降水做相关。

选取信度0.05 做显著性检验，南亚高压指数1 与我国夏季降水的同期相关（图8），可以看出中国东北部分地区、山西地区、华南地区通过了显著性检验。南亚高压指数2 与我国夏季降水的同期相关（图9），可以看出中国东北部分地区、内蒙古部分地区、山西地区、西北部分地区和西南部分地区通过了显著性检验。

图8 南亚高压指数1与我国夏季降水的同期相关图

图9 南亚高压指数2与我国夏季降水的同期相关图

4 南亚高压强弱指数年高度场合成

根据南亚高压指数1和指数2强弱年降水合成图以及降水相关图中可以看出，选取南亚高压指数1 更能体现出中国东北部分地区、山西地区以及华南地区的降水异常状态，而南亚高压指数2 与我国夏季降水的显著相关地区比较分散。相比较而言南亚高压指数1 更具针对性，因此下文选取南亚高压指数1 做相关合成分析。

4.1 南亚高压强弱年100hPa高度场合成

南亚高压指数1 强年100hPa 高度场合成图（图10）上可以看出，南亚高压处在正值区域，显示正异常，但正值很小。其中欧洲地区显示负异常，南海附近显示正异常，中国地区显示负异常，俄罗斯地区显示正异常，太平洋上空显示正异常，加拿大地区显示负异常，美国地区显示正异常。

图10 南亚高压指数1强年100hPa高度场合成图（单位：位势米）

南亚高压指数1 弱年100hPa 高度场合成图（图11）上可以看出，南亚高压处在正值区域，显示正异常，但同样地正值很小。其中欧洲地区、南海附近、中国地区、俄罗斯地区和太平洋上空与指数强年显示正好相反，加拿大与美国的交界地区显示负异常。

图11 南亚高压指数1弱年100hPa高度场合成图（单位：位势米）

尽管在南亚高压指数1 强弱年100hPa 高度场合成图上，南亚高压都处在很弱的正值区，但是可以从图中看出各典型地区，分别在强弱年异常相反，中心值也正好相反。

4.2 南亚高压指数1强弱年200hPa高度场合成

南亚高压指数1 强年200hPa 高度场合成图（图12）上可以看出，南亚高压处在正值区域，显示正异常。其中欧洲地、中国地区、阿留申群岛和夏威夷群岛之间、北美洲西部地区和东部地区显示负异常；俄罗斯地区、太平洋上空、加拿大地区、美国地区和大西洋地区显示正异常。

图12 南亚高压指数1强年200hPa高度场合成图（单位：位势米）

南亚高压指数1 弱年200hPa 高度场合成图（图13)上可以看出，南亚高压处在负值区域,显示负异常。其中欧洲地区、中国地区、夏威夷群岛西部地区和阿拉斯加附近、大西洋西部大部分地区显示正异常；亚洲大部分地区大面积、太平洋上空大部分地区和北美洲大部分地区显示负异常。

图13 南亚高压指数1弱年200hPa高度场合成图（单位：位势米）

在南亚高压指数1强弱年200hPa高度场上，中纬度地区很明显存在一个正负正负正负的波列，但是我们还不能确定是否由南亚高压激发出这个遥相关波列。

4.3 南亚高压指数1强弱年500hPa高度场异常

要分析高空的南亚高压对旱涝的影响时，我们必须同时关注对流层中低层上的影响系统。

对流层中层的主要影响系统就是西太平洋副热带高压。冯琬等［4］界定西太平洋副热带高压的面积指数时，以500hPa 等压面上位势高度大于5880 位势米的网格点总数来表示。在实际业务工作中，西太副高也是由5880 线定义的。从500hPa 气候平均图（图14）上可以看到，西太副高的西脊点位于中国东部的洋面上大约130°E。夏季对流层高层的南亚高压、中低层的西太副高活动与我国天气、气候变化密切联系。1960 年代初期，陶诗言等［3］通过分析夏季亚洲南部100 流型变化及其与西太副高变动的关联，结果表明南亚高压与西太副高之间往往存在“相向而行”或者“相背而行”的变化。故分析低空西太副高对本文探讨旱涝成因有很大的帮助。

图14 500hPa气候平均图（单位：位势米）

南亚高压指数1 强年500hPa 高度场合成图（图15）上可以看出，中国东海附近为负异常，表明西太副高东退，其附近盛行的偏东、东北气流会影响我国天气，不利于降水的形成。从图中可以看出欧洲地区、中国地区、阿留申群岛附近、加拿大和美国东部地区显示负异常；新地岛附近地区、俄罗斯地区、孟加拉湾到南海地区、太平洋上空大部分地区、北美洲大部分地区和大西洋上空显示正异常。

图15 南亚高压指数1强年500hPa高度场合成图（单位：位势米）

南亚高压指数1 弱年500hPa 高度场合成图（图16）上可以看出，中国东海附近为一个正异常中心，表明西太副高西伸，在其西北侧有利于西南风影响我国天气，从而形成降水。从图中可以看出，欧洲地区、中国地区、阿拉斯加地区、夏威夷群岛附近、大西洋上空显示正异常；俄罗斯地区、太平洋上空、北美洲中西部地区、加拿大东北地区显示负异常。

图16 南亚高压指数1弱年500hPa高度场合成图（单位：位势米）

南亚高压指数1强弱年500hPa高度场合成图上，西太副高分别为东退和西伸，一些典型地区也呈现出异常相反，中心值正好也相反。

4.4 南亚高压指数1强弱年850hPa高度场异常

王启和韩永清［17］，定义西太平洋副热带高压的北界指数、西脊点、脊线和面积指数时，以夏季850hPa月平均图上1520 位势米的特征线来表示西太副高年际变化的指标线。本文分析850hPa 高度场上的西太副高时，借鉴上述方法以1520 位势米的特征线确定西太副高的位置。可以从气候平均图中大致看出西太副高稳定在东经120 度到西经120 度之间，北纬12～48度之间（图17）。

图17 850hPa气候平均图（单位：位势米）

南亚高压指数1 强年850hPa 高度场合成图（图18）上可以看出，西太副高处于正值区域，显示正异常。其中欧洲地区、中国地区、太平洋上空大部分和加拿大地区东北部显示负异常，俄罗斯地区、南海附近地区、夏威夷群岛附近、北美洲大部分地区和大西洋上空显示正异常。

图18 南亚高压指数1强年850hPa高度场合成图（单位：位势米）

南亚高压指数1 弱年850hPa 高度场合成图（图19）上可以看出，西太副高处于负值区域，显示负异常。其中欧洲地区、中国地区、夏威夷群岛西部地区、北冰洋至北美洲大部分地区和大西洋上空显示正异常。俄罗斯地区、太平洋上空大部分地区和加拿大东北部分地区显示负异常。

图19 南亚高压指数1弱年850hPa高度场合成图（单位：位势米）

南亚高压指数1强弱年850hPa高度场合成图上，强弱年西太平洋副热带高压异常相反，一些典型地区也呈现出异常相反，中心值正好也相反。

5 南亚高压强弱指数年风场异常

在南亚高压指数1 偏强年850hPa 风场合成图（图20）上可以看出，西太平洋副热带高压稳定在15°N～45°N，1520特征线区域正好处于气旋中。西太平洋副热带高压的位置决定水汽的通道，副高西侧的南风或副高西南侧的东南风有利于水汽输送，副高西北侧或者南侧低空出现的偏南风，会使得水汽输送更加剧烈，且风向辐合，有利于降水。在南亚高压指数1 偏弱年850hPa 风场合成图（图21）上可以看出，副高稳定在15°N～45°N，1520特征线区域正好也处于气旋中，但较强年减弱，副高西侧盛行东南、西南风，副高西北侧出现东南风，且副高西侧和西北侧风向辐散，这对于水汽输送没有太大影响，因而不会造成降水天气。

图20 南亚高压指数1强年850hPa高度场与风场的合成图

图21 南亚高压指数1弱年850hPa高度场与风场的合成图

6 结论与讨论

本文使用了面积平均的方法，分别定义了100hPa和200hPa上的南亚高压指数为指数1和指数2。对这两个指数强弱年分别做中国降水的合成分析，发现在指数强年，中国东北部分地区、长江中下游、山西地区雨量偏多，而在指数弱年正好相反。对100hPa 上定义的南亚高压指数强弱年分别做高低空环流的合成分析，讨论了南亚高压和西太副高与中国夏季旱涝天气的关系。发现指数强年500hPa 高度场上西太副高东退，我国降水显示负异常，欧洲地区和北美洲地区降水也是负异常，其他大部分地区降水为正异常；而指数弱年西太平洋副热带高压西伸，我国降水显示正异常，欧洲地区和大西洋上空降水也是正异常，其他大部分地区降水显示负异常。指数强年850hPa 高度场上西太副高显示正异常，我国降水显示负异常，欧洲地区、太平洋上空和加拿大部分地区降水也是负异常，其他大部分地区降水为正异常；而指数弱年西太副高显示负异常，我国降水显示正异常，欧洲和大西洋上空降水也是正异常，其他大部分地区降水显示负异常。

考虑到除了前两个天气系统的影响之外，夏季青藏高原大气热源有可能也会影响到旱涝天气。青藏高原在夏季是强大的热源，而且高原上空的对流层基本为高温区。空气在高原上受热上升，低层空气会辐合形成低压环流，高层空气会辐散形成高压环流。在气压场上，南亚高压底下小于600hPa的整个高原由热低压控制。南亚高压之所以作为对流层上部的暖高压，其中心在夏季稳定于高原上空，是由于夏季青藏高原加热作用最为显著，如同一个“热岛”。近年来，Zhang等［16］通过分析南亚高压以及西太副高异常与热源异常的关系，得知引起南亚高压东伸和西太副高西进的重要原因是青藏高原东部区域的热源异常。李永华等［17］讨论夏季西南区域东部旱涝与青藏高原大气热源的联系时，发现造成西南区域东部降水偏多的主要原因是夏季青藏高原重点区域的大气热源值偏强，以及南亚高压和西太副高的脊线位置偏南。后期探究中国夏季旱涝天气的成因时，除了考虑高低空南亚高压和西太副高，可以进一步深究青藏高原大气热源。